水资源量评价

1、1,第三章 水资源量评价,Water Resources Simulation and Management,2,主要介绍: 地表水资源量表征与评价方法； 地下水资源量分类，评价内容与原则； 地下水补给量、储存量、允许开采量的评价模型,3,第一节 水资源的形成,1.1、地表水资源的形成与类型 1、地表水的定义：为河流、冰川、湖泊、沼 泽等水体的总称。 2、水资源量的支项：（1）降水、（2）蒸发 和（3）径流区域水资源状态的三要素。 3、地表水资源的丰富程度是由降水量的多少 来决定的，所能利用的是河流径流量。,4,降水、径流和蒸发是决定区域水资源状态的三要素。三者之间的数量变化关系制约着区域水资

2、源数量的多寡和可利用量。 因此，水利工程、工程水文等学科和行业重点研究河流资源的形成与分布问题。 河川径流的形成过程怎样呢？,5,1.1.1径流的补给与形成过程 (1)雨水补给 雨水补给是指降水以雨水形式降落。 (2)地下水补给 地下水补给河道的水量约占年径流总量的2530。 (3)冰川、融雪水补给 平均年径流量约50km3，约占全国年径流量的1.9,6,径流是指降水形成的水流汇集于流域出口断面的物理过程。 按水流形成及水流途径可分为：地面径流表层流（壤中流）地下径流。,径流的形成过程,7,表层流,下渗水在不连续界面上受阻,形成临时饱和带, 产生表层流。 薄而易透水的土层，降雨强度小，土层未达

3、到整层饱和，容易产生壤中流。 在浙江姜湾高坞村（实验）小流域的29次洪水中，表层流占总径流85以上者有13次。 径流由降水、流域蓄渗、坡地汇流和河网汇流等环节组成。,8,（一）降水 降水是各种径流的重要水量提供者，是流域生成径流的必要条件。 （二）流域蓄渗 流域蓄渗是雨水耗于植物截留、水分下渗和填洼等综合作用的过程。 降雨的损失： 植物截留填洼雨期蒸发。,9,净雨过程:即降雨过程减去损失过程，得净雨过程。 产流过程。 净雨沿坡面和坡地汇入河网，称坡地汇流，然后沿河网汇集到流域出口，称河网汇流。 汇流过程。,10,（三）坡地汇流 坡地汇流是指降雨产生的水流从它产生地点沿坡地向河槽的汇流过程。 坡

4、地汇流包括地面、表层和地下三种径流组成。 表层汇流和地下汇流是在有孔介质中受重力控制的水流运动。 地下汇流沿地下潜水层流入河网，流速很小，形成比较稳定的地下径流，是无雨期的基本径流，称基流。,11,（四）河网汇流 水流沿河网各级河槽向流域出口断面的聚集过程称为河网汇流。 地下径流不一定汇入本流域的河槽。 坡面汇流与河网汇流的作用与流域大小有关。,12,（1）降水一般用降水深度来表示，即降水总体积除以对应的面积，以mm为单位。 （2）降雨的统计特征值 式中 xmax 最大年降水量； xmin 最小年降水量。 K值越大，降水量年际变化越大；K值越小，降水量年际变化小，降水量年际之间均匀。,1.1.

5、2 降水量的表征,13,就全国而言，年降水量变化最大的地区是华北和西北地区，丰水年和枯水年降水量相比一般可达3倍一5倍，部分干旱地区高达10倍以上。 南方湿润地区降水量的年际变化比北方要小，一般丰水年的降水量为枯水年的1.5倍2.0倍。,14,降雨的统计特征值均方差 均方差的表达式为： 式中 均方差； 均值，其表达式为：,15,式中 xi观测序列值，i1，2，n； n样本个数。,16,统计特征值变差系数Cv,17,年降水量变差系数Cv值越大，表示年降水量的年际变化越大，反之就越小。 西北地区0.4 华北、黄河中下游0.250.35 东北0.2 南方0.2以下 东南沿南海0.25以上（台风）,1

6、8,表示径流的特征值主要有；流量Qt、径流总量Wt、径流模数M、径流深度Rt，、径流系数。,1.1.3 径流的表征,19,(1)流量Q：为单位时间内通过河流某一断面的水量，单位以m3s表示。 (2)径流总量Wt：指在一定的时段内通过河流过水断面的总水量，单位为m3。 t时段内的平均流量为Qt ，则t时段的径流总量为：,20,(3)径流深Rt：是设想将径流总量平铺在整个流域面积所得的水深，单位为mm。 其计算公式为： 式中 t 寸间，s； Wt 径流总量，m3 Qt平均流量，m3s； F一流域面积，km2； Rt，一某时段t的径流深度，mm。,21,(4)径流模数M：为单位流域面积上产生的流量，

7、单位为m3(skm2)。可表示为：,22,（5）径流系数 ：为某时段内的径流深度与同一时段内降水量之比，以小数或百分比计，其计算公式为： 式中 R某时段内的径流深度，mm； P同一时段内的降水量，mm。 由于径流深度是由降水量形成的，对于闭合流域径流深度将小于降水量，即 l。,23,（6）径流的统计特征,平均值 均方差 丰枯比 离势系数Cv,24,Cv,降水补给的河流冰川、融雪 、降水混合补给河流地下水补给的河流Cv值。 秦岭以南年Cv值0.5以 上， 淮河流域大部分0.60.8之间； 松辽平原和三江平原0.8以上； 黄河流域0.6以下， 内陆河流域，山区的Cv0.20.5之间 高原西部1.0

8、，最大可达 l.2以上。,25,1.1.3蒸发 主要包括水面蒸发和陆面蒸发。 主要影响的因素是（1）气温、（2）湿度、（3）日照、（4）辐射、（5）风速等 干旱指数：是衡量一个地区降水量多寡、进行水资源分析的一个重要参数:某一地区年水面蒸发量E0与年降水量P的比值；,26,干旱指数表示某一特定地区的湿润和干旱的程度，值大于1.0，表明蒸发大于降水量，该地区的气候偏于干旱，值越大，干旱程度就越严重；反之气候就越湿润。 我国干旱指数在地区上的变化范围很大。最低值小于0.5，如长江以南、东南沿海等地；最大值可大于100，如吐鲁番盆地的托克逊站，干旱指数高达318.9。,27,第一节 水资源的形成 1

9、.1 地表水的形成与分布 1.2 地下水的形成与分布,28,1.2.1 地下水的形成 1、岩石的空隙 2、岩石中水的存在形式 3、含水层和隔水层 4、地下水的分类 5、地下水循环 1.2.2 地下水运动规律 1、地下水运动特征 2、地下水的运动规律,1.2 地下水形成与分布,29,1.2.1 地下水的形成,地下水定义：埋藏在地表以下空隙(孔隙、裂隙、溶隙)中的水称之为地下水。 空隙与水,30,1.2.1.1岩石的空隙性,（1）所有岩石都有空隙，十分致密坚硬的花岗岩，其裂隙率也达0.02一1.9。 （2）空隙的多少、大小、形状、连通与分布规律，对地下水的分布与运动具有重要影响 （3）分类：松散岩

10、石中的孔隙、坚硬岩石中的裂隙和可溶岩中的溶隙(穴)三大类。 （4）定量描述孔隙、裂隙和溶隙大小的是孔隙度、裂隙度和溶隙度。 （5）算法都是用空隙体积除以岩石总体积,31,1分选良好,排序疏松的砂; 2分选良好，排列紧密的砂 3分选不良的,含泥、砂的砾石；4经过部分胶结的砂岩,32,5具有结构性孔隙的粘土；6经过压缩的粘土； 7具有溶隙及溶穴的可溶岩,33,孔隙大小的影响因素：,（1）颗粒排列方式（下图）。,（2）颗粒均匀度，越均匀孔隙越小。,（3）颗粒形状，浑圆度越高，孔隙度越小。,（4）胶结程度越高，孔隙越小。,（5）粘土颗粒表面常带电，在沉积过程中构成颗粒 集合体，可形成直径比颗粒还大的结

11、构孔隙（上图5 和6）。,34,35,三者孔隙率一样。,36,按裂隙的成因可分成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。 成岩裂隙是岩石在成岩过程中由于冷凝收缩（岩浆岩）或固结干缩（沉积岩）而产生的。 构造裂隙是岩石在构造变动中受力而产生的。具有方向性，大小悬殊，分布不均一。 风化裂隙是风化营力作用下，岩石破坏产生的裂隙，主要分布在地表附近。,37,可溶的沉积岩，如岩盐、石膏、石灰岩和白云岩等，在地下水溶蚀下会产生空洞，这种空隙称为溶穴（隙）。 溶穴的规模十分悬殊，大的溶洞可宽达数十米，高数十乃至百余米，长达几至几十公里，而小的溶孔直径仅几毫米。,38,几个问题,自然界岩石空隙的实际发育很复杂。如，某些粘

12、土干缩后可产生裂隙，其水文地质意义，甚至远超其原有的孔隙。 固结程度不高的沉积岩，往往既有孔隙，又有裂隙。可溶岩石，由于溶蚀不均一，有的部分发育溶穴，而有的部分则为裂隙，甚至还保留原生的孔隙。 因此在研究岩石空隙时，必须注意实地考察,39,4. 岩石中的空隙，必须以一定方式连接起来构成 空隙网络，才能成为地下水有效的储容空间和运 移通道。 （1） 松散岩石中的孔隙分布于颗粒之间，连 通良好，分布均匀，各向同性，赋存于其中的地 下水分布与流动都比较均匀。,40,（2）坚硬基岩的裂隙宽窄不等，长度，往往 具有一定的方向性。只有当不同方向的裂隙相互 穿切连通时，才构成连通的裂隙网络。 裂隙的连通性远

13、较孔隙为差。因此，赋存 其中的地下水相互联系较差。分布与流动往往是 不均匀的。 （3）可溶岩石的溶穴大小悬殊且分布极不均 匀，赋存其中的地下水分布与流动也极不均匀,41,1.2.1 地下水的形成 1、岩石的空隙 2、岩石中水的存在形式 3、含水层和隔水层 4、地下水的分类 5、地下水循环 1.2.2 地下水运动规律 1、地下水运动特征 2、地下水的运动规律,1.2 地下水形成与分布,42,1.2.1.2 岩石中水的存在形式,（1）结合水(吸着水、薄膜水)、（2）重力水、（3）毛细水,43,(1)结合水,松散岩石颗粒表面因分子引力及静电引力作用而具表面能，而吸附水分子。 里层是强结合水，也叫吸着

14、水；外层是弱结合水，也叫薄膜水 颗粒越细，表面积越大，结合水含量越高，黏土最高，坚硬岩石最低。 结合水区别于普通液态水的最大特征是具有抗剪强度，即必须施一定的力方能使其发生 变形。,44,45,(2)重力水,当薄膜水厚度不断增大，固体表面引力不断减弱，以至液态水就会在重力作用下向下自由运动，在空隙中形成重力水。 岩土空隙中的重力水能够自由流动。井泉取用的地下水，都属重力水，是水文地质研究的主要对象。,46,(3)毛细水,地下水面以上岩石细小空隙中具有毛细管现象，形成一定上升高度的毛细水带，毛细水不受固体表面静电引力的作用，而受表面张力和重力的作用，称半自由水。,47,48,毛细管水面随着地下水

15、面的升降、补给、蒸发作用而发生变化。 但是，毛细管长度不变，它只能进行垂直运动，可以传递静水压力。,49,1.2.1 地下水的形成 1、岩石的空隙 2、岩石中水的存在形式 3、含水层和隔水层 4、地下水的分类 5、地下水循环 1.2.2 地下水运动规律 1、地下水运动特征 2、地下水的运动规律,1.2 地下水形成与分布,50,含水层是指能够透过并给出相当数量水的岩层 隔水层是指不具透水和给水能力的岩层。 形成含水层的基本条件为： (1)岩层要具有能容纳重力水的空隙 (2)具有储存和聚集地下水的地质条件 (3)具有充足的补给来源,1.2.1.3.含水层与隔水层,51,含水层类型（P34）,52,

16、由于地形和地质条件的不同，地下水类型和水量分布也有较大差异。 孔隙水的分布以昆仑山-秦岭-淮河为界分成南北两个大区。北区新生代构造盆地是我国孔隙水主要分布地区。 岩溶水以长江为界分成两大区。北方岩溶化程度低，兼有岩溶和裂隙特点，形成流场。 基岩裂隙水在我国分布广，但水量不大。,53,1.2.1 地下水的形成 1、岩石的空隙 2、岩石中水的存在形式 3、含水层和隔水层 4、地下水的分类 5、地下水循环 1.2.2 地下水运动规律 1、地下水运动特征 2、地下水的运动规律,1.2 地下水形成与分布,54,2.1.2.4地下水的分类 目前采用较多的一种分类方法是按地下水的埋藏条件把地下水分为三大类：

17、 上层滞水、潜水、承压水。 孔隙水、裂隙水、岩溶水是按空隙性质分类 结合水、毛细水、毛管水是按存在形式分类,55,上层滞水：当包气带存在局部隔水层（或弱透水层）时，局部隔水层（弱透水层）上会积聚.矿化度一般较低，易被污染。,56,潜水,饱水带中第一个具有自由表面的含水层中的水称作潜水。 潜水分布范围广，补给来源广，一般较丰富。加之埋深不大，易于开采。 由于上层无隔水层，易蒸发和污染。,57,承压水,充满于两个隔水层（或弱透水层）之间的含水层中的水叫做承压水。 承压水的补给区和埋藏区不一致。 承压水一般埋藏较深，在水位、水温、水质、水量方面受水文气象和人工影响较小。 富水性好的承压含水层是理想的

18、水源。,58,潜 水 与 承 压 水 的 相 互 转 换 如山前倾斜平原，从山前平原：潜水承压水潜水（排泄）； 作为分类，潜水与承压水的界限是十分明确的，但自然界的情况是复杂的，具体问题具体分析（有过度：微承压水）。,59,1.2.1 地下水的形成 1、岩石的空隙 2、岩石中水的存在形式 3、含水层和隔水层 4、地下水的分类 5、地下水循环 1.2.2 地下水运动规律 1、地下水运动特征 2、地下水的运动规律,1.2 地下水形成与分布,60,含水层或含水系统通过补给，从外界获得水量，径流过程中水由补给处输送至排泄处，然后向外界排出。 径流：地下水在岩石空隙中的流动过程称为径流。 补给、径流和排

19、泄无限往复进行，构成地下水文循环，同时伴随盐分的交换与运移。,1.2.1.5 地下水循环,61,式中 M-年均地下水径流模数(m3(skm2) A地下水径流面积，km2； Q一年内在面积A上的地下水径流量，m3。,地下径流量常用地下径流率M来表示，其意义为lkm2 含水层面积上的地下水流量(m3skm2)，也称为 地下径流模数。 年平均地下径流率可按下式计算：,62,1.2.1 地下水的形成 1、岩石的空隙 2、岩石中水的存在形式 3、含水层和隔水层 4、地下水的分类 5、地下水循环 1.2.2 地下水运动规律 1、地下水运动特征 2、地下水的运动规律,1.2 地下水形成与分布,63,(1)迟

20、缓的流速 地表水的流速一般都以每秒米来表示，地 下水由于在曲折的通道中通行，用每天米来表示 其流速。 (2)层流和紊流 地下水流大多数都呈雷诺数很小的层流运动， 即水质点有秩序地呈相互平行而不混杂的运动。 (3)非稳定、缓变流运动 地下水在绝大多数情况下呈运动要素(流速、流量、水位)随时间改变的非稳定流运动。,1.2.2.1 .地下水运动特征,64,2.1.2.2地下水运动的基本规律 地下水运动的基本规律又称渗透的基本定律，,(1)线性渗透定律 线性渗透定律反映了地下水层流运动时的基本规律，是法国水力学家达西建立的，称为达西定律，即,65,上式又可表示为： 式中v渗透速度，md； J水力坡度，

21、单位渗流途径上的水头损失，无量纲。,表明渗透速度与水力坡度的一次方成正比， 因此称为线性(直线)渗透定律。 渗透系数K是反映岩石渗透性能的指标 其物理意义为：当水力坡度为1时的地下水流速。,66,式中 u地下水实际流速，md； d孔隙的直径，m； 地下水的运动粘滞系数，m2d,达西公式并不是对所有的地下水层流都适用，只有 当雷诺数小于110时才服从达西公式，即:,67,(2)非线性渗透定律 当地下水在岩石的大孔隙、大裂隙、大溶洞中及取水构筑物附近流动时，不仅雷诺数大于10，而且常常呈紊流状态。紊流运动的规律是水流的渗透速度与水力坡度的平方根成正比，这称为哲才公式，表示式为：,68,有时水流运动

22、形式介于层流和紊流之间，则称为混合流运动，可用斯姆莱公式表示 式中m值的变化范围为1、2。当m=1，即为达西公式；当m2时，即为哲才公式。：,69,3.2 地表水资源评价 3.2.1 水资源分区 3.2.2 地表水资源评价的内容 3.2.3 河流径流的计算 3.2.4 分区地表水资源的评价 3.2.5 地表水资源的时空分布特征 3.2.6 可利用水资源的计算,70,由于影响河流径流的许多因素，如气象因素、流域下垫面因素等，具有地域性分布变化的规律，致使水资源相应的呈现地域性分布的特点。,原则： 1区域地理环境条件的相似性与差异性 2流域完整性 3考虑行政区划 4与其他区划尽可能协调,71,根据

23、各地的具体自然条件，按照上述原则对评价范围进行一级或几级分区。常用的方法有： 1根据各地气候条件和地质条件分区 可以根据各地的气候条件和地质条件对评价区进行分区，如将评价区分为（1）湿润多沙区、（2）湿润非多沙区、（3）干旱多沙区和（4）干旱非多沙区， 或仅根据气候条件分为（1）湿润区、（2）半湿润区、（3）半干旱区和干旱区等。,72,2根据天然流域分区 3根据行政区划分区 (1)全国性水资源评价可按省(自治区、直辖市)和地区(市、自治州、盟)两级划分， (2)区域性水资源评价可按省(自治区、 直辖市)、地区(市、自治州、盟)和县(市、自治县、旗、区)三级划分。,73,3.2 地表水资源评价

24、3.2.1 水资源分区 3.2.2 地表水资源评价的内容 3.2.3 河流径流的计算 3.2.4 分区地表水资源的评价 3.2.5 地表水资源的时空分布特征 3.2.6 可利用水资源的计算,74,地表水资源数量评价应包括下列内容： 1.单站径流资料统计分析； 2.主要河流年径流量计算； 3.分区地表水资源量计算； 4.地表水资源时空分布特征分析； 5.地表水资源可利用量估算； 6.人类活动对河流径流的影响分析。,75,3.2 地表水资源评价 3.2.1 水资源分区 3.2.2 地表水资源评价的内容 3.2.3 河流径流的计算 3.2.4 分区地表水资源的评价 3.2.5 地表水资源的时空分布特

25、征 3.2.6 可利用水资源的计算,76,3.2.3 河流径流的计算 1、基本特征和计算方法 2、样本资料审查与整理 3、河流水文随机变量的统计参数 4、频率计算方法 5、年径流量计算,77,1河流水文现象的基本特征 (1)周期性 (2)确定性和随机性 (3)区域性,2河流水文计算的方法 (1)成因分析法 (2)地理综合法 (3)数理统计法,78,(1)成因分析法 河流在任何时刻的水文现象都是一定客观因素条件下的必然结果。 成因分析法就是通过观测和实验，把水文的某一特征值与某些客观因素相对应，建立函数关系。,79,(2)地理综合法 河流水文现象有区域性，在观测资料比较少的河流可以利用相邻区域内

26、的站点资料来推算其水文特征。,80,（3）数理统计法 根据水文现象的随机特性，运用概率论和数理统计的方法，分析河流水文特征值的统计规律，并进行概率预估，从而得出水资源开发利用所需的设计水文特征值。 本方法不反映因果关系，但最常用。,81,概率与数理统计方法在目前是主要方法 （1）总体：在概率与数理统计中，将被研究的随机变量的全体称为总体， （2）样本：总体中的一部分称为样本 某河流断面年径流的总体是从河流形成直至河流消失的所有年径流量。 有限的实测数据是样本。,82,3.2.3 河流径流的计算 1、基本特征和计算方法 2、样本资料审查与整理 3、河流水文随机变量的统计参数 4、频率计算方法 5

27、、年径流量计算,83,3.2.3.1样本资料审查与整理,收集水文资料时，应进行审查：可靠性、一 致性、代表性（完整性）和独立性。 一致性 所收集的资料应属于同类型、同条件下的资 料，不同性质的水文资料不能收入同一系列。 样本来自同一个母体。 人类活动对下垫面的变化影响显著，一般需 进行处理（还原计算）。,84,收集整理区域水文特性、气候和下垫面情况、水利工程情况。 利用假设检验法，对水文资料系列进行分析，确定其各时期资料的一致性 或者说，近期序列是否与长期序列有显著差异 若各时期资料的一致性较差，则根据一定原则和方法，将资料统一换算到同一种条件下。,-方法-,85,-还原计算-,人类活动使径流

28、量及其过程发生明显变化时应进行径流还原计算，将资料恢复到“天然状态” 径流还原计算可采用分项调查法，也可采用降雨径流模式法蒸发差值法等方法。 还原水量应包括工农业及生活耗水量、蓄水工程的蓄变量、分洪溃口水量、跨流域引水量及水土保持措施影响水量等项目（P54,下页）。,86,Q天然=Q实测+Q灌溉+Q工业+Q蓄+Q引+Q蒸+Q渗十Q分洪 式中 Q天然还原后的天然径流量，m3s； Q实测水文站实测径流量，m3s； Q灌溉灌溉耗水量，m3s； Q工业工业和城市生活耗水量，m3s； Q蓄计算时段始末蓄水工程蓄水变量,m3s； Q引跨流域引水增加或减少的测站控制水量； Q蒸蓄水工程水面蒸发量和相应陆地蒸

29、发量的差 Q渗蓄水工程的渗漏量，m3s； Q分洪河道分洪水量，m3s。,87,对工农业、城镇用水定额和实际耗水量应结合实际进行部门之间、城市之间和年际之间的比较，以检查其合理性。 对还原后的年径流量进行上下游、干支流、区域间的综合平衡。 还原后进行降雨径流关系的分析对比，考察还原后前后关系是否改善。,-还原计算的检验-,88,还原方法二：降雨径流模式法,迄今为止，人类对环流影响有限，降雨资料均可视为天然状态下的实际降雨资料，历年降雨资料具有一致性。 通过建立降雨和径流（未受人工影响）之间的关系，修正因人类活动而改变的径流量。,89,（2）可靠性 测站的资质、沿革、断面控制条件。 水文资料是否按

30、照相关规范或标准进行监测和整编；上下游、相邻站或相关区域资料的对比是否合理。,90,（3）-完整性-,使用水文资料要求具有较好的系列代表性，也就是样本对总体的代表性较好，其抽样误差相对小。 所选资料系列一般不能少于20年。 若系列资料系列较短时，应采用合理方法，对选用的水文资料系列进行插补延长，使其具备较好的代表性。,91,f(x),y,=,线性回归,92,3.2.3 河流径流的计算 1、基本特征和计算方法 2、样本资料审查与整理 3、河流水文随机变量的统计参数 4、频率计算方法 5、年径流量计算,93,-2.3.3.3 水文随机变量的统计参数- (1)均值 (2)变差系数Cv （3)偏差系数

31、Cs,式中 Ki为模比系数,当n较大时，有：,94,重现期是指某随机变量的取值在长时期内平均多 少年出现一次，又称为多少年一遇。 (1)当为了防洪研究暴雨洪水问题时，一般设计频率小于50，则： 式中 T重现期，a； P频率，以小数计。 例如，当设计洪水的频率采用l时，重现期为100年，称为百年一遇洪水。,-频率与重现期-,95,(2)当考虑保证灌溉、发电及给水等用水建筑物时，设计频率P常大于50， 例如，当灌溉设计保证率P80时，代入上式得重现期为5年，称为以5年一遇的枯水作为设计来水的标准，也就是说平均5年中有4年来水能保证正常的灌溉要求。,96,-河流的年径流量计算- 1年径流量的基本概念

32、 年径流量：一个年度内通过河流某断面的水量，称为该断面以上流域的年径流量。 多年平均径流量，为了反映流水资源情况，通常利用数理统计方法求出实测各年径流量的均值，称为多年平均年径流量，或平均年径流量。 正常年径流量：随着统计实测资料年数的增加，年径流量的均值将趋于一个稳定的数值。 设计年径流量：设计年径流量：指通过河流某指定断面对应于设计频率的年径流量。,97,3.2.3 河流径流的计算 1、基本特征和计算方法 2、样本资料审查与整理 3、河流水文随机变量的统计参数 4、频率计算方法 5、年径流量计算,98,3.2.3.4 -频率计算方法-,用实测的某河流水文特征值作为随机样本，计算各特征值相对

33、应的频率。将各组数据点绘于二维坐标图上，绘制经验频率曲线； 根据概率论的原理，选用某种由一定数学公式表示的频率曲线，称为理论频率曲线，并采用适线的方法调整参数，寻找出一条与经验频率曲线配合最好的理论频率曲线； 以该理论频率曲线作为外延的工具，得出不同频率下的该种水文特征值作为设计依据。,99,(1)-经验频率曲线- 设某水文要素的系列共有n项，按由大到小的次序排列为： 通过以上的分析，可以归纳出频率计算公式： 式中 P等于和大于xm的经验频率； mxm序号，即等于和大于xm的项数； n系列的总项数。,100,当m=n时，P100，这当然是不合理的。随着观测年数的增多，一定会有更小的数值出现。

34、因此，必须将上式加以修正，目前在我国常用的计算经验频率的公式为数学期望公式：,101,102,(2)理论频率曲线 实际应用中往往要推求稀遇的小频率洪水，如P1，0.1，0.01。而实测资料计算的经验频率点只有几十个。只能借助于理论频率曲线对经验频率曲线进行延长 国内采用的理论线型是皮尔逊(P)型曲线。,103,皮尔逊型曲线是一条一端有限一端无限的不对称单峰、正偏曲线，数学上称伽玛分布.,104,式中 x 总体的均值； Cv总体的变差系数； Cs总体的偏差系数。,105,参数的确定,矩法估计 利用样本估计母体的参数，存在误差，并且Cs误差较大。 三点法 利用实测的数据，列方程解出参数。,106,

35、107,适（配）线法 上面两个方法计算出的曲线不一定与实测数据拟合的很好。适线法就是先确定两个参数，调整另外一个，可以用最小二乘法。,108,3.2.3 河流径流的计算 1、基本特征和计算方法 2、样本资料审查与整理 3、河流水文随机变量的统计参数 4、频率计算方法 5、年径流量计算,109,多年平均径流量，设计年径流量。 有资料的，利用上述数理统计方法计算。 资料不足的，插补延长，再用统计方法计算。 无资料的，利用水文比拟法或等值线法。,3.2.3.5 年径流量计算,110,等值线法,111,等值线法-面积加权与直线内插,112,3.2 地表水资源评价 3.2.1 水资源分区 3.2.2 地

36、表水资源评价的内容 3.2.3 河流径流的计算 3.2.4 分区地表水资源的评价 3.2.5 地表水资源的时空分布特征 3.2.6 可利用水资源的计算,113,3.2.4 -分区地表水资源的评价-,(1)区内河流有水文站控制 若区内控制站上下游降水量相差较大，可按降雨量与面积之比加权计算分区的年径流量：,式中： Qab分区年径流量，m3s； Qa控制站以上年径流量，m3s； Pa、Pb控制站以上及以下年降水量，m3(skm2)； Fa、Fb控制站以上及以下的面积，km2。,114,(2)-区内河流没有水文站控制- 利用水文模型计算径流量系列； 利用自然地理特征相似的邻近地区的降水、径流关系，由

37、降水系列推求径流系列； 借助邻近分区同步期径流系列，利用同步期径流深等值线图，从图上量出本区与邻近分区年径流量系列，再求其比值，然后乘以邻近分区径流系列，得出本区径流量系列，并经合理性分析后采用。,115,3.2 地表水资源评价 3.2.1 水资源分区 3.2.2 地表水资源评价的内容 3.2.3 河流径流的计算 3.2.4 分区地表水资源的评价 3.2.5 地表水资源的时空分布特征 3.2.6 可利用水资源的计算,116,1地表水资源的地区分布特征 年径流量的区域分布既有地域性的变化，又有局部的变化。河流径流的等值线图（Ex，Cv）可以反映地表水资源的地区分布特征。 2径流量的年际变化 变差

38、系数、丰枯比、周期等。 3径流的年内分配,3.2.5 地表水资源的时空分布特征,117,典型年法,从已知实测年径流序列中找一个与目标值接近的作为典型年。 选择分配不利的年份，比以灌溉为目的时，选择灌溉需水期径流小的年。 缺乏资料时，采用水文比拟法。,118,3.2 地表水资源评价 3.2.1 水资源分区 3.2.2 地表水资源评价的内容 3.2.3 河流径流的计算 3.2.4 分区地表水资源的评价 3.2.5 地表水资源的时空分布特征 3.2.6 可利用水资源的计算,119,地表水资源可利用量是指在经济合理、技术可能及满足河道内用水并估计下游用水的前提下，通过蓄、引、提等地表水工程可能控制利用

39、的河道一次性最大水量(不包括回归水的重复利用)。 某一分区的地表水资源可利用量，不应大于当地河流径流量与入境水量之和再扣除相邻地区分水协议规定的出境水量，即： Q可利用Q当地河流径流+Q入境一Q出境,3.2.6 -可利用水资源的计算-,120,可通过蓄水、引水和提水工程进行估算。 (1)蓄水工程 大型水库有出入库记录。 (2)引水工程 根据引水记录，或者工程设计能力、实际耗水量等资料估算。 (3)提水工程 提水和引水不要重复计算。,121,3.3 地下水资源评价 3.3.1地下水资源分类 3.3.2地下水资源评价的内容、原则 3.3.3地下水补给量和存储量的计算 3.3.4 地下水允许开采量的

40、计算,122,3.3.1 -地下水资源分类-,补给量、存储量、允许开采量 补给量：天然状态或开采状态下，单位时间进入含水层的水量，包括：地下水流入、降雨渗入、地表水深入、越流补给、人工补给。 存储量：含水层内重力水的体积 允许开采量：在开采其内不减少，动水位在设计标准内。 安全开采量、持续开采量、最佳开采量,123,允许开采量分级,（GB15218-94）,埋藏过深、资源有限、位置偏远、环境影响大等等,124,勘查精度不同 A级：比例尺一般为11万或12.5万 ，掌握3年以上地下水连续开采量和动态变化资料； B级：要求开展1年以上地下水动态观测 。 C级：比例尺一般分别为12.5万和15万；枯

41、水期半年以上地下水动态观测。,区别,125,应用不同 A级：国民经济年度计划开采分配和管理的依 据，水源地合理开采以及改建、扩建工程设计的依据。 B级：水源地及其主体工程建设设计的依据 ； C级：可以作为城镇、厂矿供水总体规划或县级农牧业地下水分散开发利用的依据；作为水源地及其主体工程可行性研究的依据。 D级：可以作为编制水源地详查设计的依据；,126,3.3 地下水资源评价 3.3.1地下水资源分类 3.3.2地下水资源评价的内容、原则 3.3.3地下水补给量和存储量的计算 3.3.4 地下水允许开采量的计算,127,3.3.2 地下水资源评价的内容、原则,一、地下水资源评价的内容 地下水资

42、源评价 地下水水质评价 开采技术条件评价 开采后果评价,128,二、地下水资源评价的原则,1、根据“三水”转化的观点评价地下水资源 充分利用含水层的水量，合理夺取外部水的转 化。不损害地表水用户的利益。 2、利用存储量“以丰补歉”的调节平衡原则 地下水系统有别于地表水系统的最大区别 是：具有可调节的储存资源量。因此可在枯水 年份借用一些储存量，在丰水年份再偿还。注意 可开采资源量不能大于多年平均补给资源量。,129,（3）考虑人类活动，化害为利。 优化开采方案，重视矿井水的回收利用。 （4）不同目的和不同水文条件区别对待。 计算方法不同，地质环境脆弱的区域要考 虑环境容量。 （5） 技术、经济

43、、环境综合考虑。 既要经济效益，又要使环境负面影响最低。,130,3.3 地下水资源评价 3.3.1地下水资源分类 3.3.2地下水资源评价的内容、原则 3.3.3地下水补给量和存储量的计算 3.3.4 地下水允许开采量的计算,131,-3.3.3 地下水补给量和存储量的计算-,3.3.3.1 地下水流入量,132,3.3.3.3 降水量深入补给,a需要用动态观测法计算,133,-3.3.3.3 河（渠）渗入补给量-,平均值,134,地下水动力学陈崇希，第三章 P35-37,135,3.3.3.4 灌溉水渗入补给量,136,3.3.3.5 相邻含水层垂向越流补给量,地下水动力学陈崇希，第八章,

44、137,3.3.3.6 容积储水量,3.3.3.7 承压层弹性存储量,138,3.3 地下水资源评价 3.3.1地下水资源分类 3.3.2地下水资源评价的内容、原则 3.3.3地下水补给量和存储量的计算 3.3.4 地下水允许开采量的计算,139,解析法 开采试验法 水量均衡法 水文分析法 数值法,140,3.3.4.1 解析法 3.3.4.2 开采试验法 3.3.4.3 补偿疏干法 3.3.4.4 水量均衡法 3.3.4.5 地下水文分析法 3.3.4.6 方法的选择,141,3.3.4.1解析法,解析法是根据地下水动力学原理通过数学解析推导的各种井流公式，计算井（井群）涌水量的一种方法。

45、解析法中的井流公式都是在一定的假设条件下推导得出的。由于实际情况要复杂的多。 均质，规则形状与边界。 在开采条件下，补给条件会随时间变化，而解析法的公式则难以反映。 当实际情况不能完全符合公式的假定条件时，解析法求得的结果为近似值。,142,符合达西定律的地下水渗流微分方程,143,数值法,（一）概述 随着水文地质学的发展和电子计算机的普及应用，数值方法得到了迅速发展。近20年来，数值法在地下水资源评价中得到广泛的应用，现已成为地下水资源评价的最主要的方法。用数值法评价地下水资源，有着其他方法无法比拟的优点。,144,数值法一种近似解法。它是以地下水运动的微分方程的定解问题为基础，将表示水位随

46、时间和空间连续变化的函数离散化，求得函数在有限结点（或网格）上的近似值。 用解析法可以求出任意时间和任意点的水位值，而数值法只能求出空间上有限个结点在有限时刻的水位近似值，但只要近似值能满足精度要求，就可以用于解决实际水文地质问题。,145,有限差分法和有限单元法,1. 有限差分法（FDM） 其基本思想是，用渗流区内有限个离散点的集合代替连续的渗流区，在这些离散点上用差商近似地代替微商，将微分方程及其定解条件化为各离散点上的代数方程（称之为差分方程），求解差分方程，从而得到微分方程的解在离散点上的近似值。,146,的近似,i, j,i, j+1,y,x,i, j-1,147,有限单元法是求解偏

47、微分方程定解问题时一种有效的数值方法，已经成功地用来研究和解决各种领域的许多问题。 与有限差分相同，用有限单元法求解地下水流动问题时，也是通过区域剖分和插值方法将描述地下水流动的定解问题化为代数方程组进行求解的。,2. 有限单元法,148,基于变分原理的有限元法,149,i,k,j,(x,y),150,1. 水文地质条件分析 根据评价区的地质、水文地质条件、评价的任务、取水工程的类型、布局等。合理地确定计算区域以及边界的位置和性质。查明含水介质条件、水的流动条件以及边界条件等三方面。,数值法评价地下水资源的一般步骤,151,2建立水文地质概念模型和数学模型 根据水文地质条件和工作的目的，对实际

48、的水文地质条件进行简化，抽象出能用文字、表格或图形等简洁方式表达地下水运动规律的水文地质概念模型。这一过程称为水文地质条件概化，反映地下水系统的主要功能和特征；,152,3确定模拟期和预报期 根据资料情况和评价的要求确定模拟期和预测期。模拟期主要用来识别水文地质条件和计算地下水补给量，而预测期用于评价地下水可开采量和预测一定开采量条件下的地下水位 。对于地下水量评价，一般取一个水文年或若干个水文年作为模拟期。 为了反映模拟期内水位动态变化，还应将模拟期划分为若干个抽水期。在一个抽水期内，地下水的均衡项被认为是均匀的，不同的抽水时期各均衡项可以不同。,153,4水文地质条件识别 为了验证所建立的

49、数值模型是否符合实际，还要根据抽水试验的动态来检验是否正确，即在给定参数、各补排量和边界、初始条件下，通过比较计算水位与实际观测水位，验证该数值模型的准确性。,154,5地下水资源评价和水位预报 经过验证的模型只能说是符合勘探试验阶段实际情况的模型，可以进行区域水资源的评价，也可用来进行开采动态预报时，当然还应考虑开采条件下可能出现的变化进行调整。,155,3.3.4.1 解析法 3.3.4.2 开采试验法 3.3.4.3 水量均衡法 3.3.4.4 地下水文分析法 3.3.4.5 方法的选择,156,在需水量不大、水文地质条件复杂，一时难以查清地下水补径排规律而又急需做出水量评价的地区，可打

50、勘探开采孔并按未来的开采情况（开采量和相应的降深值）进行实地抽水，根据抽水结果确定单井或水源地的供水能力和补给的保证程度。 开采试验法又可分为开采抽水法、补偿疏干法和试验外推法。,3.3.4.2 开采试验法,157,（一）开采抽水法,开采抽水法是按设计开采量抽水，以确定水源地供水能力的一种方法。 为了解地下水的补给能力，抽水期一般选择在旱季，当抽水量达到设计开采量后，再延续一至数月。在抽水过程及水位恢复阶段要进行全面观测。水位观测可能出现两种情况：,158,（1）在长期抽水过程中，如果水位达到设计降深并趋于稳定状态，即钻孔水位下降值保持在一个稳定的水平上，不再随时间继续下降，停抽后，水位能较快

51、恢复到原来的水平，这表明实际抽水量小于开采条件下的补给能力，此开采量是有保证的。 注意问题：旱季水位本身是下降的。,159,（2）如在抽水过程中，井中水位不稳定，特别是观测孔水位具有持续下降的趋势，停抽后，水位虽有恢复，但始终达不到原始水位。说明抽水量已超过开采条件下的补给能力，按此抽水量开采是没有保证的。 这时，需要计算合理的可开采量：,160,在水位持续下降过程中，只要漏斗开始等幅下降，则任一时间段内的水量均衡应满足： （Q抽-Q补）t=Fs st时段的水位降深；其他符号同前。 由上式可以得到： Q补 = Q抽-Fs/t,161,根据以上计算得到的补给量作为可开采量是有保证的。但应注意：用

52、旱季抽水所求的补给量评价地下水可开采量结果是比较保守的。不同的开采条件下，Q补有可能不同，即Q补是一个与开采条件有关的变量。开采抽水法评价地下水可开采量，往往需要进行相当长的抽水试验，必然要花费较多的人力、物力。,162,该方法适用条件和要求与上面的方法基本相同。其不同之处在于所评价的地区补给条件良好，含水层的导水性强，单井的出水量大。 在供水水文地质勘探中，因抽水设备能力有限，抽水量及抽水降深达不到供水期间的要求。这时可进行不少于3次降深（三个落程）的抽水试验，根据Q-s曲线（直线型、抛物线型、幂函数型、对数型等），推断开采条件下的涌水量。,（二）试验外推法-相关分析法,163,（三）补偿疏

53、干法 补偿疏干法适用于含水层分布范围有限，但有较大储存量可起充分调节作用，地下水补给在时间上分配不均的北方地区。如季节性河的河谷地区、构造断块岩溶发育地区等。,164,用这种方法评价时必须符合两个条件： 一是可借用的储存量必须满足旱季开采； 二是雨季的补给量除了满足当时开采外，多余的补给量能把旱季借用的储存量全部补偿回来。 补偿疏干法评价的步骤是：,165,1. 计算旱季的开采量,在旱季进行开采抽水试验，因为补给量极小，基本上靠疏干含水层来维持抽水，再者由于含水层范围有限，抽水降落漏斗极易扩展到边界，所以抽水过程中水量均衡式为： 先求单位储存量 Q抽FS/t F Q抽t/S,166,求出单位储

54、存量后，再根据含水层的厚度和取水设备的能力给出最大设计降深Smax，再查明整个旱季时间T旱，则可以计算旱季的允许开采量（Q开），即： Q开=F（ smax-so）/ T旱 式中：so开采抽水开始等幅下降时井中的水位降深（m）。,167,2. 计算雨季补给量,地下水雨季补给量除了保证雨季的开采外，多余部分会补偿借用的储存量，引起水位等幅回升。因此雨季补给量等于抽水量与补偿量之和，即： Q补T雨=FS+ Q抽 T雨 S/t水位回升速率（m/d），可以根据旱季抽水试验资料求得； Q抽雨季抽水试验的抽水量（m3/d）。,168,3评价可开采量 如果地下水一年接受补给的时间为T雨，由此可以得到补给总量等

55、于Q补与T雨之积， 把补给总量分配到全年即得到开采量： Q开=（Fs+Q抽. T雨）/365 (4.43),169,根据以上计算,若Q补Q开，则计算的Q开可作为可开采量;若Q补Q开，则以Q补作为可开采量。 考虑水文气象因素变化对开采的影响，为了安全起见，可开采量应乘以一个小于1的安全系数(一般取0.5-1)使之总是小于补给量,以保证长期开采的需要。,170,3.3.4.1 解析法 3.3.4.2 开采试验法 3.3.4.3 水量均衡法 3.3.4.4 地下水文分析法 3.3.4.5 方法的选择,171,3.3.4.3 水量均衡法,水量均衡法应用非常广泛，是根据水量平衡原理，利用均衡方程计算待求

56、水量的一种方法，在一定的时段内，任一均衡区进出水量大体保持下面的平衡关系，即：,172,式中：Q补-规定时段内，均衡区或某一局域各种补给量的总和（m3）； Q排-规定时段内，均衡区各种排泄量的总和（m3） Q储-规定时段内，均衡区内部储存量的变化量（m3）,173,由于水量均衡关系是针对某一时段而言的，所以上式又可写成： 式中：-均衡区内含水介质的给水度、饱和差的平均值； F-均衡区含水层的分布面积； h-t时段内的始末均衡区平均水位变动值；,174,开采初期，均衡区水量均衡有如下关系： 式中：Q补、Q排-分别为开采初期补给总量和排泄总量； Q补-开采初期补给增加总量； Q排-开采初期排泄总减

57、少量。,175,开采稳定后，此时水量平衡有如下关系： 由上述讨论可以看出，均衡区、均衡要素和均衡期的确定是研究水量均衡的基本前提条件。,176,3.3.4.1 解析法 3.3.4.2 开采试验法 3.3.4.3 水量均衡法 3.3.4.4 地下水文分析法 3.3.4.5 方法的选择,177,3.3.4.4 地下水文分析法,基本原理是：一个地下水系统就其水量循环过程来说，无论补给方式多么复杂，补给量总要转化为地下径流量，地下径流量又必然会在适当的地点溢出地表，成为地表水，因此如果已知地下水的总径流量或总排泄量，则可推算出地下水的补给量。 常用方法有地下径流模数法和基流分割法。,178,t,A,B

58、,地面径流,基流,基流分割法,Q,179,斜线分割法： 当次降雨对潜水的补给，地下径流会所增加，水平直线分割法结果偏低。 所以B点应略高于A点，即地面径流应终止B、点。,180,Q,t,A,B,地面径流,基流,N,斜线分割法,181,N可以根据流域面积来确定,B点也可以根据地面径流和地下径流退水的特点来确定。,182,地面退水快，地下退水慢。,Q,t,A,B,地面径流,基流,183,思考题：,1、如何选择地下水资源允许开采量的计算方法？ 2、在区域水资源评价中，如何考虑地下、地表的重复部分。,184,补充：水资源总量的计算 基本规定 水资源总量评价，是在地表水和地下水资源数量评价的基础上进行的。 考虑“三水”（降水、地表水、地下水）转